ZEMĚTŘESENÍ A SEISMOLOGICKÉ OBSERVATOŘE [3] P. Bormann (Editor): IASPEI New Manual of Seismological Observatory Practice, GeoForschunsZentrum Potsdam (2002). [4] W. Hanka, A. Heinloo, K.-H. Jäckel, ORFEUS Electronic Newsletter 2, 21 (2000). [5] J. Zedník, J. Pospíšil, B. Růžek, J. Horálek, A. Boušková, P. Jedlička, Z. Skácelová, V. Nehybka, K. Holub, J. Rušajová, Studia geophys. et geod. 45, 267 (2001). [6] W. Hanka, R. Kind, Annali di Geofisica, 37, 1060 (1996). [7] J. Plomerová, U. Achauer, V. Babuška, M. Granet and BOHEMA Working Group, Studia geophys. et geod. 47, 691 (2003). STŘIžNÁ A NESTŘIžNÁ ZEMĚTŘESENÍ Jan Šílený, Václav Vavryčuk, Geofyzikální ústav AV ČR, Boční II/1401, 14131 Praha 4 Jiří Zahradník, Katedra geofyziky, MFF UK, V Holešovičkách 2, 180 00 Praha 8 Zemětřesení jeden z nejmocnějších projevů planety Země, které pozorujeme na jejím povrchu, je většinou způsobeno křehkým porušením (praskáním, trháním) horninového masivu podél existujících zlomů v důsledku tektonického napětí v zemské kůře a ve svrchním plášti. Náhlé prasknutí horniny budí rychlé pohyby v ohnisku zemětřesení, které se dále šíří formou seismických vln do celého zemského tělesa. Vysoké tlaky panující v nitru nepřejí vzniku dutin, nýbrž upřednostňují střižný (smykový) skluz podél zlomové plochy. Vystupuje-li zlom na povrch, můžeme střižné posuvy horninových bloků přímo pozorovat (obr. 1). Z fyzikálního hlediska je zemětřesení komplikovaný nelineární proces křehkého porušení materiálu v určité omezené oblasti (na zlomech v délce od několika metrů až do stovek kilometrů), odehrávající se v poměrně krátkém časové úseku (od milisekund do desítek sekund). Velikost skluzu mezi sousedními bloky činí od několika milimetrů až po několik metrů. Čím je skluz rychlejší, tím intenzivněji vyzařuje seismické vlny. Seismologové teprve začínají poznávat fyzikální zákonitosti přípravy zemětřesení a průběhu procesu trhání v zemětřesném ohnisku. Doufají, že tudy vede cesta k předpovědi, ale jako v každém nelineárním systému s chaotickým chováním narážejí na velké překážky. V současné seismologické praxi tedy dominuje spíše zjednodušený přístup: na zemětřesení pohlížíme především jako na zdroj seismických vln. Zlom je matematicky popsán jako šířící se trhlina a tzv. přímá úloha spočívá ve výpočtu vlnového pole. Předmětem tzv. obrácené úlohy zdroje je naopak vypočítat z naměřeného vlnového pole, jak vypadalo šíření trhliny na zlomu. Takto formulovaná přímá i obrácená úloha je již lineární. Její řešení má mnoho různých podob. V tomto článku si povšimneme metody založené na matematické reprezentaci trhliny pomocí ekvivalentních sil a silových dvojic. Ukážeme, jak lze zavést tzv. seismický momentový tenzor, a budeme diskutovat, jak ho vypočítat z naměřených seismogramů. Rádi bychom poznamenali, že seismický popis zdroje je obdobný multipólovým popisům 1/ Povrchová deformace podél zlomu sv. Ondřeje blízko San Franciska v Kalifornii po velkém zemětřesení v roce 1906 [1]. Vzájemné posuny protilehlých částí zlomu, na kterém došlo k horizontálnímu střižnému skluzu, dosahovaly metrových vzdáleností. Čs. čas. fyz. 54 /2004/ 173
jiných fyzikálních polí (např. elektromagnetického, gravitačního, atd.). Vlnové pole bez zdrojů popisuje (s použitím Einsteinovy sumační symboliky) elastodynamická pohybová rovnice (1) kde ui značí elastické posunutí, ρ je hustota a σ ij tenzor napětí. Místo trhliny zavedeme ekvivalentní objemovou sílu f i, takže rovnice přejde na tvar (2) Pro zjednodušení neuvádíme komplikovaný vztah mezi procesy trhání a silou f i, protože ho v dalším nepotřebujeme; zvědavějšího čtenáře odkazujeme např. na [2]. Řešení rovnice (2) lze zapsat jako integrál přes objem zdroje (3) kde * značí časovou konvoluci a G ij (r, ξ, t) Greenovu funkci. Greenova funkce představuje odezvu prostředí, přesněji, i-tou složku posunutí v bodě r, způsobeného jednotkovým silovým δ-pulsem ve směru j-té osy v bodě ξ. Greenovu funkci uvnitř integrační oblasti (zdroje) aproximujeme Taylorovou řadou podle ohniskové souřadnice ξ dipól (DC, z anglického double-couple) získal v seismologii výlučné postavení, protože je ekvivalentem čistého střižného skluzu a ten u tektonických zemětřesení dominuje. V teorii gravitačních vln používají fyzikové pro podobný typ zdroje termínu kvadrupól. DC-zdroj je speciální případ momentovému tenzoru s nulovou stopou (bez objemové změny) a s nulovým determinantem. Získáme-li ze seismologických měření konkrétního zemětřesení číselnou hodnotu složek momentového tenzoru, zpravidla z něj nejprve oddělíme izotropní část (ISO), která má nenulovou stopou, a zbylou deviatorickou část (DEV) rozložíme na DC a nějaký zbytek. Rozklad je nejednoznačný; v praxi převládá rozklad DEV na dvojitý dipól (DC) a tzv. kompenzovaný lineární vektorový dipól (CLVD, z anglického compensated linear vector dipole). CLVD představuje soustavu tří dipólů bez momentu, z nichž jeden míří podél jedné z hlavních os tenzoru momentu, a další dva (o poloviční velikosti) jsou k němu kolmé (obr. 2). Zvolíme-li tedy rozklad DEV na DC a CLVD, jsou tyto složky již v principu jednoznačně určitelné řešením obrácené úlohy za předpokladu kvalitních dat a znalosti modelu prostředí. Jeho nesplněním však vznikají problémy, které diskutujeme dále. (4) čímž získáme řešení rovnice (3) ve tvaru (5) Zde je celková síla působící ve zdroji a je tzv. momentový tenzor. Jelikož zemětřesení je typicky buzeno silami rozmístěnými po ploše, objemová integrace se většinou redukuje na integraci plošnou. Protože zemětřesení je většinou způsobeno vnitřním tektonickým napětím bez přispění vnějších sil (je tzv. vnitřním zdrojem), je celková síla působící ve zdroji nulová a zemětřesení popisujeme pouze momentovým tenzorem. Momentový tenzor je zcela obecným popisem dipólového zdroje a zahrnuje jak dipóly s točivým momentem, orientované ve směrech všech tří os, tak dipóly bez momentu. Z úvahy, že zemětřesení je vnitřním zdrojem, dále vyplývá, že jeho celkový otáčivý moment musí být také nulový, a tudíž nemůže být popsán jednoduchým dipólem. Potřebujeme nejméně dva dipóly s opačnými točivými momenty. Právě dvojitý 2/ Rozklad tenzoru momentu do izotropní složky (ISO), dvojitého dipólu (DC) a kompenzovaného lineárního vektorového dipólu (CLVD). Pro každou ze složek je vlevo znázorněna její reprezentace pomocí objemových sil, uprostřed je odpovídající momentový tenzor a vpravo vyzařovací charakteristika (tj. směrová závislost amplitudy) podélných vln (červená a modrá barva znázorňují kladnou a zápornou amplitudu). 174 Čs. čas. fyz. 54 /2004/
STŘIžNÁ A NESTŘIžNÁ ZEMĚTŘESENÍ Obrácená úloha zdroje inverze seismických dat do momentového tenzoru pomocí rovnice (5) je přeurčená lineární úloha a většinou se řeší metodou nejmenších čtverců. Může být pojímána v duálním smyslu: (1) jako technicky výhodný nástroj pro určení parametrů střižného zdroje DC, kdy nás ostatní části momentového tenzoru nezajímají (např. proto, že jsou malé, nebo proto, že jim z nějakých důvodů nedůvěřujeme a považujeme je za šum generovaný inverzí). Přímé hledání parametrů DC-zdroje, tzn. bez použití formalismu momentového tenzoru, vede totiž k nelineární obrácené úloze. 3/ Tradiční seismologický zdroj dvojitý dipól (DC) odpovídající střižnému skluzu má kvadrantní vyzařovací charakteristiku, která se na ohniskové sféře (jednotkové kouli obepínající ohnisko) zobrazí jako 4 symetrické segmenty střídajících se znamének oddělených tzv. nodálními čárami směry nulové amplitudy podélné vlny. Ještě před několika málo desítkami let, kdy nespolehlivé kalibrace seismometrických systémů a úzké frekvenční pásmo nedovolovaly standardně využívat amplitudy odměřené na záznamech, bylo vymezování těchto segmentů střídajících se znamének prvních nasazení podélné vlny jediným nástrojem pro určování mechanismu zemětřesení. Naproti tomu u nestřižných mechanismů je tato symetrie porušena: zóny kladných (zeleně) a záporných nasazení nesledují nodální čáry DC (křivky uvnitř kruhových projekcí ohniskové sféry). Příkladem jsou mechanismy tzv. typu B pozorované v zemětřesném roji v západních Čechách v lednu 1997 [3, 4]. Ohniska jevů byla soustředěna do velmi malé oblasti (znázorněna červeně). (2) jako úloha kompletního popisu zdroje obsahujícího všechny složky momentového tenzoru, řešená ve snaze zabývat se nejen DC-částí, ale také (nebo dokonce především) případnou ISO a CLVD částí (obr. 3). Při obou pojetích vyvstává zásadní otázka, jak spolehlivě jsme schopni detekovat jednotlivé složky zdrojového mechanismu s ohledem na nepřesnosti obrácené úlohy. Ty jsou dvojí jednak nepřesnost dat samotných (amplitudy seismických fází mohou být zatíženy šumem), jednak nepřesnost modelu prostředí. Nedostatečná znalost prostředí způsobí, že v obrácené úloze pracujeme s nepřesnou polohou ohniska a s nepřesnou Greenovou funkcí. Prvně jmenovaný zdroj chyb šum v datech nepředstavuje zásadní problém v případě, že je zemětřesení zaznamenáno velkým počtem seismických stanic a nekvalitní seismické záznamy můžeme vyloučit. Nepřesný model prostředí je efekt mnohem záludnější. Je téměř všudypřítomný a velikost této nepřesnosti nebývá dobře známa. Existující seismické modely zemského nitra (tj. zejména prostorové rozložení rychlostí seismických vln) představují vždy jen méně či více nepřesné odhady skutečných vlastností horninového prostředí, tím nepřesnější, čím kratší jsou studované seismické vlny. Příklad nárůstu chyby v určení orientace DC-zdroje v závislosti na rostoucí nejistotě parametrů prostředí a na rostoucí použité frekvenci je na obr. 4. Znázorňuje zóny spolehlivosti nodálních čar DC-mechanismu zemětřesení z oblasti Friuli (sev. Itálie) ze 14. 2. 2002. Řešení bylo určeno inverzí seismogramů registrovaných širokopásmovými stanicemi ve vzdálenostech do 700 km od 4/ Zóny spolehlivosti nodálních čar DC-složky mechanismu zemětřesení v Udine v severní Itálii ze 14. 2. 2002, určené ve třech intervalech period invertovaných seismických vln a při třech hladinách nejistoty modelu zemské kůry. Zóny spolehlivosti se stanoveným pravděpodobnostním obsahem jsou dány hranicí barevných zón podle škály na pravé straně obrázku. Čs. čas. fyz. 54 /2004/ 175
ohniska, na periodách od 5 do 50 s, kterým odpovídají vlnové délky od prvních desítek do stovek kilometrů. Nejistota parametrů použitého 1-D modelu prostředí (4 homogenní vrstvy na poloprostoru) je simulována jejich pozměněním do 5, 10 a 20 %. Z obrázku je patrné, že v dlouhovlnné části studovaného pásma zůstávají zóny spolehlivosti úzké i při velké nejistotě modelu prostředí, tzn. orientace DC-mechanismu je určena dobře. Naproti tomu z krátkých vln je určení orientace nejisté i při malé chybě parametrů modelu. (Pozor, zóna spolehlivosti je vztažena ke konkrétní konfiguraci našeho numerického experimentu a proto obr. 4 neznamená, že bychom nikdy nemohli na periodách 5 až 10 sekund získat informaci o zdroji.) Na krátkoperiodické záznamy jsme odkázáni při studiu slabých lokálních seismických jevů, kde tedy musíme pracovat s přesnějším modelem prostředí než je ten, který vyhovuje pro inverzi dlouhoperiodických seismogramů regionálních a globálních zemětřesení. Závěr o spolehlivosti dlouhoperiodických odhadů DC-parametrů zemětřesení může být považován za velmi dobrou zprávu. Tuto informaci lze využít pro mapování aktivních zlomových systémů či pro odhad prostorové orientace tektonického napětí, tedy silového působení v důsledku vzájemných pohybů jednotlivých litosférických desek či menších bloků. Samotný obsah (poměr) jednotlivých elementárních mechanismů v momentovém tenzoru, tedy DC, ISO a CLVD, je však veličina mnohem zranitelnější z hlediska nejistot vstupujících do obrácené úlohy. Znázorníme-li rozložení procentuálního obsahu DC-, ISO- a CLVD-složky v našem experimentu simulujícím nejistotu strukturního modelu kůry vidíme, že nestřižných (non-dc) složek v mechanismu přibývá s rostoucí nejistotou modelu kůry. S nárůstem nejistoty se histogramy jednak rozšiřují, ale hlavně se posouvají jejich střední hodnoty: přibývá složek ISO a CLVD na úkor DC-složky (obr. 5, případ nejistoty 20 %). Nesmykové složky získané řešením obrácené úlohy mohou být tedy pouhými artefakty nepřesného modelování struktury prostředí [5 9] nebo důsledkem zjednodušeného popisu zdroje samotného, např. zanedbání křivosti zlomu [10]. Názornou ukázkou je obr. 6, který demonstruje, že ani dlouhovlnné studie nejsou zcela jistou ochranou před artefakty v nesmykových složkách. Toto záludné chování jednotlivých zdrojových komponent je špatnou zprávou pro studie hodlající využít kompletní momentový tenzor. V jakých studiích se pokoušíme získat celý momentový tenzor, přestože víme, že je to velmi obtížné? Jsou to případy seismických zdrojů, u kterých máme dobrý fyzikální důvod očekávat obecnější mechanismus, než je střižný skluz. Typickými zdroji s obecnějším mechanismem jsou 5/ Histogramy složek DC, ISO a CLVD mechanismu zemětřesení u Udine 14. 2. 2002 získané stonásobným náhodným pozměněním parametrů modelu zemské kůry, jež simuluje nejistotu ve znalosti jejich skutečných hodnot. jevy způsobené hornickou činností. V horninovém masivu porušeném dolováním vznikají koncentrace napětí, které mohou po překročení meze pevnosti vést k rozrušení materiálu ( indukované zemětřesení ). Prostory vytvořené hornickou činností (důlní chodby, vyrubané sloje atd.) mohou kolabovat (obr. 7), což pozorujeme v mechanismu jako izotropní implozívní složku. Jindy mohou napomoci vzniku rozvírajících se trhlin, které se projeví jako izotropní explozívní složka. Dalšími jevy, u kterých lze očekávat nestřižný mechanismus, jsou zemětřesení související se sopečnou činností, kde pronikající magma způsobuje tahové porušení okolního prostředí. Podobně se mohou projevovat vody a plyny v geotermálních oblastech. Překvapivě i na území České republiky, které není nijak zvlášť seismicky aktivní, byla v nedávné minulosti pozorována nesmyková zemětřesení. Tato zemětřesení či spíše mikrozemětřesení způsobující pouze slabé záchvěvy na zemském povrchu se vyskytují v oblasti západních Čech, známé výskytem tzv. zemětřesných rojů. Při detailním studiu seismogramů mikrozemětřesení z roje v lednu 1997 bylo zjištěno, že mnoho jevů má momentový tenzor s výraznou nestřižnou složkou CLVD i ISO (viz obr. 8). Analýza chyb v práci [3] ukázala, že detekované složky jsou reálné. Věrohodné určení nestřižných složek bylo umožněno detailním zpracováním kvalitních digitálních třísložkových seismogramů pořízených velkým množstvím seismických stanic (6 10), instalovaných v bezprostřední blízkosti epicenter (do 25 km), tedy ve vzdálenostech, kde i jednoduchý model kůry ještě uspokojivě vystihuje její vlastnosti do frekvencí prvních desítek Hz. Nejpravděpodobnějším vysvětlením pro tyto nestřižné složky je přítomnost fluid v zemské kůře 176 Čs. čas. fyz. 54 /2004/
STŘIžNÁ A NESTŘIžNÁ ZEMĚTŘESENÍ a jejich vysoký tlak [12], jenž se projevuje mimo jiné i existencí četných minerálních pramenů v oblasti. Fluida, jež jsou směsí vody a plynů (především kysličníku uhličitého), přicházejí přívodními kanály z hlubších partií zemské kůry a v hloubkách okolo 9 km, ve kterých dochází k zemětřesné činnosti, napomáhají ke spouštění zemětřesných procesů a také k případnému odtažení zlomových ploch v průběhu střihu (viz obr. 9). Je zajímavé, že i malé odchýlení od střižného mechanismu (s odchylkou skluzu okolo 10 od roviny zlomu) budí výrazné nestřižné složky v momentových tenzorech. Dodatečné složky mechanismu ke dvojitému dipólu vznikají i při střižném skluzu, jestliže geologické prostředí v okolí zemětřesného zdroje má anizotropní vlastnosti. Anizotropie způsobuje směrovou závislost šíření seismických vln a významně komplikuje vztah mezi orientací působících sil a orientací deformace prostředí. Například 7/ Zával důlní chodby následkem otřesu v jednom ze zlatých dolů v jižní Africe (snímek získán díky R. Grobbelaarovi). střižné síly na zlomu mohou způsobovat nesmykové pohyby a naopak čistý smyk mezi dvěma anizotropními bloky je popsán obecně nestřižnými silami. Anizotropie geologických struktur je většinou velmi slabá a tudíž i zanedbatelná, nicméně v některých případech je nutno anizotropii uvažovat. Typickým příkladem mohou být litosférické desky, zanořující se do zemského pláště. Tyto desky jsou vystaveny extrémním tlakům způsobujícím přednostní orientaci jejich mikrostrukrury i makrostruktury. Na 6/ Zemětřesení z 14. 8. 2003 u ostrova Lefkada (záp. Řecko), u něhož zřejmě nastalo zdvojení ohniskového procesu. První, severnější otřes, indukoval zhruba po 14 sekundách následný otřes ve vzdálenosti cca 40 km k jihozápadu. Dlouhoperiodická pozorování takových jevů v globální síti stanic nemusejí zdvojení rozpoznat; jev může být falešně interpretován jako jednoduchý s nesmykovým mechanismem [11]. To ukazuje mechanismus uměle vytvořený složením obou otřesů, na obrázku označený jako 1+2. Obsahuje zhruba 10 % složky CLVD, jež je artefaktem zanedbání zdvojení zdroje v dlouhovlnné inverzi. Je zajímavé poznamenat, že při studiu tohoto zemětřesení (a řady dalších) se uplatnily i seismické stanice Univerzity Karlovy pracující v oblasti Korintského zálivu trvale od r. 1998. 8/ Tahová zemětřesení v západních Čechách. Vlevo epicentra zemětřesení z lednového roje v roce 1997, vpravo orientace střižné složky vybraných zemětřesení. Zemětřesení aktivovala dva vzájemně kolmé zlomové systémy, na zlomovém systému s azimutem 307 probíhala převážně střižná zemětřesení (jevy typu A), na zlomovém systému s azimutem 39 pak převážně tahová (jevy typu B). Čs. čas. fyz. 54 /2004/ 177
tím, že kombinuje stanovení jak parametrů zdroje, tak i prostředí a vyžaduje pečlivě oddělit dodatečné složky k DC vzniklé anizotropií ohniskové zóny od falešných složek diskutovaných výše. Závěrem lze říci, že výzkum nestřižných složek zemětřesení je obtížnou, ale velmi lákavou úlohou, jejíž řešení dovolí nejen lépe nahlédnout do dějů odehrávajících se v ohniscích zemětřesení a příbuzných jevů, ale také umožní zlepšit informace o nitru Země, kde se tyto jevy odehrávají. 9/ Mohrův diagram střižných a tahových zemětřesení z lednového roje 1997. Diagram zobrazuje poměr normálové a střižné síly na zlomu v průběhu zemětřesení. Poloměry kruhů v diagramu jsou určeny hodnotami hlavních složek tenzoru napětí v ohniskové oblasti. Z analýzy sil buzených tenzorem napětí na libovolně orientované ploše vyplývá, že poměry normálové a střížné síly musí ležet uvnitř velkého kruhu, ale vně malých kruhů. Jevy typu A jsou charakterizované vysokými hodnotami střižné síly a nulovou či zápornou (kompresní) silou normálovou. Jevy typu B jsou charakterizovány nižšími hodnotami střižné síly a kladnou (tahovou) normálovou silou, která způsobuje rozevření zlomu v průběhu zemětřesného procesu. úrovni mikrostruktury se jedná především o souhlasnou orientaci zrn olivínu, jenž je vysoce anizotropním minerálem. Zemětřesení v subdukční desce pak mohou vykazovat anomální seismické momentové tenzory s vysokým zastoupením nestřižných složek. Nestřižné složky v momentových tenzorech hlubokých zemětřesení jsou pozorovány po mnoho let, ale jejich příčiny byly dosud nejasné. O anizotropii jako o možném mechanismu jejich vzniku se začalo spekulovat teprve v nedávné době. Prokáže-li se tato hypotéza, budeme schopni pomocí studia momentových tenzorů hlubokých zemětřesení určovat seismickou anizotropii zanořujících se desek až do hloubek okolo 670 km [13]. Tato úloha je však komplikovaná Poděkování: Tato práce vznikla za podpory grantů 205/02/0383 a 205/03/1047 Grantové agentury ČR, grantu A3012309 Grantové agentury AV ČR a projektu MSM 113200004. Za připomínky autoři děkují C. Matyskovi z MFF UK. Literatura: [1] H. F. Reid: Report of the State earthquake investigation commission, vol. 2, Carnegie Inst. of Washington, Washington, D.C. 1910. [2] G. E. Backus, M. Mulcahy, Geophys. J. 46, 341 (1976). [3] T. Dahm, J. Horálek, J. Šílený, Studia Geoph. et Geod. 44, 233 (2000). [4] J. Horálek, T. Fischer, J. Mrlina, A. Boušková, Čs. čas. fyz. 54, 258 (2004). [5] K. Kuge, T. Lay, Geophys. Res. Lett. 21, 9 (1994). [6] J. Šílený, V. Vavryčuk, Geophys. J. Int. 143, 700 (2000). [7] J. Šílený, I. Pšenčík, R. P. Young, Geophys. J. Int. 146, 171 (2001). [8] B. R. Julian, A. D. Miller, G. R. Foulger, Rev. Geophys. 36, 525 (1998). [9] A. D. Miller, G. R. Foulger, B. R. Julian, Rev. Geophys. 36, 551 (1998). [10] C. Frohlich, Science 264, 804 (1994). [11] J. Zahradník, A. Serpetsidaki, E. Sokos, G. A. Tselentis, Bull. Seismol. Soc. Am., v recenzním řízení. [12] V. Vavryčuk, Geophys. J. Int. 149, 364 (2002). [13] V. Vavryčuk, J. Geophys. Res., v recenzním řízení. 178 Čs. čas. fyz. 54 /2004/